CTM.
Ud. 8.- DINÁMICA DE LAS CAPAS FLUIDAS.
Las capas fluidas están formadas por
la Atmósfera
y la Hidrosfera. La
Atmósfera está constituida por aire, mientras que la Hidrosfera está formada
por agua. Ambas dos son subsistemas del sistema Tierra, y son los que más
influyen sobre el clima.
El ciclo del agua relaciona la
atmósfera con la hidrosfera.
1.- FUNCIONAMIENTO DE LAS CAPAS FLUIDAS.
El funcionamiento se basa en el contraste térmico (diferencias de
temperatura entre dos puntos distintos) que se crea en los fluidos, ya sean
aire o agua. Debido a este contraste de temperaturas, se producen corrientes de convección, es decir,
movimientos verticales u horizontales de las masas de aire o agua para igualar
la temperatura. Ej.- el agua al calentarse en una olla al fuego.
1.1.- Caso del aire atmosférico.
El aire es un mal conductor del
calor, por lo que se calienta indirectamente: los rayos del Sol calientan la
superficie de la Tierra ,
y ésta a su vez calienta el aire en contacto con ella. El aire caliente pesa
menos y es menos denso, por lo que asciende. Al ir subiendo se va enfriando,
sobre todo en las capas altas, por lo que aumenta su densidad y su peso,
comenzando entonces a descender. De esta forma se origina el viento, porque el hueco que deja la
masa de aire caliente al subir es rellenado por una masa de aire frío que baja.
El movimiento horizontal se produce
entre zonas geográficas de distinta latitud, por tanto de desigual insolación
en la superficie terrestre (mayor en el ecuador y menor en los polos). Gracias
al transporte de calor se amortiguan las diferencias térmicas entre ambas
regiones (ecuador y polos).
1.2.- Caso del agua oceánica.
En el agua no se producen
movimientos verticales debido a su elevada densidad. Las corrientes de
convección se producen sólo de arriba abajo en lugares fríos donde la
superficie es más fría que el fondo.
En la hidrosfera son más importantes
las corrientes horizontales (oceánicas), debidas no sólo a las diferencias en
la temperatura, sino a la diferente salinidad y al movimiento del viento, que
origina corrientes a manera de ríos dentro del océano.
2.- COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA.
La atmósfera está compuesta por
gases. Podemos establecer 3 grupos de gases:
a)
Gases mayoritarios. N2 (78%), O2 (21%), CO2 (0,03%) y Argón (0,939%).
b)
Gases minoritarios.
Reactivos (CO, CH3, NH3, NO2, NO, SO2)
y no reactivos (He, Ne, Kr, Xe, Rd, H2, N2O).
c)
Gases variables. Vapor
de agua y contaminantes.
3.- ESTRUCTURA Y FUNCIÓN DE LA ATMÓSFERA.
3.1.- Capas y su función como filtro de las
radiaciones solares.
No
todas las radiaciones que proceden del Sol llegan a la Tierra. La mayoría son
desviadas por su campo magnético. Las que llegan son de tres tipos:
- Radiaciones de onda corta
(rayos gamma, rayos X, radiación ultravioleta). Tienen un gran poder
energético y de penetración. Si llegaran a
- Radiaciones de onda larga (ondas
de radio, ondas microondas). Pueden penetrar fácilmente, pero son ahogadas
por las radiaciones emitidas por
- Radiaciones de onda media.
Corresponden a la zona visible del espectro (luz blanca, radiación
infrarroja); llegan a
Las capas
de la atmósfera son las siguientes:
a)
Troposfera.
- Capa inferior de la atmósfera, se extiende
desde la superficie terrestre hasta la tropopausa.
- Su altitud varía con la latitud (de
- Muy compresible, en ella se concentra el
80% del los gases atmosféricos (N2, O2 y CO2)
que hacen posible la vida.
- La presión atmosférica (peso ejercido por
la atmósfera sobre la superficie terrestre) desciende bruscamente en esta
capa.
- Su temperatura desciende con la altura (se
pasa de unos
- Aquí se produce el efecto invernadero,
originado por la presencia de ciertos gases como CO2, vapor de
H2O, etc., que absorben prácticamente toda la radiación
infrarroja procedente del Sol y el 88% de la emitida por la superficie
terrestre.
- Es la capa donde tienen lugar los procesos
meteorológicos (capa del clima).
- Los contaminantes y el polvo en suspensión
se acumulan en la denominada capa sucia, situada en los primeros
b)
Estratosfera.
- Se extiende desde la tropopausa hasta la estratopausa (a 50-
- El aire es muy tenue, hay menos gases,
estos se colocan en capas horizontales o estratos y se mueven
horizontalmente, nunca de forma vertical.
- Entre los 15 y los
O2
+ U.V. à O + O
O + O2 à O3 + calor O3 + U.V. à O2
+ O O3 + O à 2 O2
- La temperatura en la estratosfera aumenta
con la altitud hasta alcanzar los
c)
Mesosfera.
- Tercera capa, se extiende hasta la mesopausa, situada a
- La densidad del aire es muy baja, pero
suficiente como para provocar la inflamación de meteoritos que pasan por
la mesosfera, formando las estrellas
fugaces.
- La temperatura disminuye con la altitud
hasta alcanzar los
d)
Ionosfera o Termosfera.
- Su límite es la termopausa, situada a unos
- Los gases que contiene (N2, O2,
H2) absorben las radiaciones gamma y X, por lo que la
temperatura en esta capa asciende hasta los
- En esta zona se producen las auroras boreales en el H. N. y las auroras australes en el H. S. al
chocar los electrones contra los iones N+, O+ a
distintas presiones, originando verdaderos espectáculos de luz y color. Es
amarillo verdoso si chocan con moléculas de oxígeno a baja presión; rojo
si esa misma colisión tiene lugar a muy baja presión, y azul si el impacto
es contra una molécula de nitrógeno.
e)
Exosfera.
- Última capa, se extiende hasta el km 800
aproximadamente.
- No hay apenas gases, es similar al espacio
exterior. Como el aire es tan tenue no es capaz de captar la luz, por lo
que es una capa muy oscura
3.2.- Función reguladora de la atmósfera.
3.2.1.-
Balance energético.
La principal fuente de energía que
actúa sobre el planeta Tierra es la energía
solar, aunque también hay
aportaciones de energía interna, procedente de la desintegración
de isótopos radiactivos, del enfriamiento del núcleo terrestre, etc.
La energía media que recibe la Tierra se denomina “constante solar” y es de 2 cal / cm3
/ min; sin embargo, no toda ella llega a la superficie de la Litosfera o de la Hidrosfera , ni tampoco
llega la misma cantidad a todos los puntos de la Tierra.
Del total del calor recibido por el
Sol a la Tierra ,
una parte es reflejada y dispersada por las partículas existentes en la
atmósfera superior, mientras que otra parte es reflejada por las nubes o por la
misma superficie de la
Litosfera o la Hidrosfera. El total de la energía reflejada se
llama albedo, y es aproximadamente el
32-35% del total de la recibida. El resto es absorbido por la Atmósfera , la Hidrosfera y la Litosfera. Una
parte de esta energía absorbida es remitida y otra es empleada para calentar el
aire, el agua y la superficie terrestre, transformándose en energía mecánica o
siendo utilizada para los cambios de estado.
Las longitudes de onda en las que se
emite la energía vienen determinadas por la temperatura a la que tiene lugar la
emisión, ya que son inversamente proporcionales a ella; es decir, a mayor
longitud de onda, menor Tª, y viceversa. (Emisión: 41% infrarrojo, 49% radiación
visible, 9% radiación U.V.)
De las radiaciones que llegan a la
atmósfera, en la Ionosfera , el N2,
H2 y O2 absorben radiaciones gamma y X, ionizándose estos
elementos. En la ozonosfera se
absorben las radiaciones ultravioletas (U.V.), evitando así que penetren y
destruyan la vida. Otra proporción de onda larga es absorbida por el CO2
y el vapor de H2O atmosférico. Para el resto de radiaciones, la
atmósfera es transparente, sobre todo para las que se emiten en la longitud de
onda visible.
La radiación que devuelve la Tierra hacia el espacio
(como tiene mucha menor Tª que el Sol) la emite en una longitud de onda mayor
(más larga), siendo en su gran mayoría absorbida por el CO2 y vapor
de H2O del aire (que actúa como el plástico o cristal de los
invernaderos impidiendo que esta radiación escape), calentando a la atmósfera
inferior y remitiendo de nuevo energía hacia el suelo, y calentando la Tierra mediante una contra-radiación
atmosférica (efecto invernadero).
3.2.2.-
Distribución de la energía.
La cantidad de energía recibida por la Tierra depende del ángulo
de incidencia de los rayos solares, de forma que cuanto más perpendicularmente
incidan sobre la superficie, menor porcentaje de reflexión existe. Por ello, si
suponemos que la Tierra
se halla fija, la energía que recibe es mayor en el ecuador y menor en los
polos, es decir, que disminuye en
función de la latitud desde el ecuador a los polos.
Pero hay que considerar que existen variaciones
temporales de insolación debido al movimiento de la Tierra. Estas
variaciones son motivadas por:
a)
Proximidad de la Tierra al Sol durante el
año.
b)
Variaciones diarias (día-noche).
c)
Modificaciones estacionales producidas por las
oscilaciones de la inclinación de la
Tierra respecto al Sol (solsticios de invierno y de verano,
equinoccios de otoño y primavera).
El
balance energético global es nulo, pero en definitiva se necesita que unas
regiones pierdan calor y que otras lo ganen. Para ello tiene que haber un
transporte de energía de unas zonas a otras; el límite entre ambas se sitúa a
10º latitud N y S.
Las diferencias en el balance energético
entre regiones de distintas latitudes son relativamente permanentes en el
tiempo, y para restablecer el equilibrio se generan sistemas de circulación global atmosférica y oceánica.
Existe
un transporte de calor sensible (que se puede percibir con los sentidos) desde
las zonas ecuatoriales hacia las zonas polares, ya sea por el aire o por las
corrientes marinas, y de calor latente debido a cambios de estado (evaporación,
precipitación) gracias al vapor de agua atmosférico.
4.- DINÁMICA ATMOSFÉRICA VERTICAL.
La dinámica vertical de la atmósfera
se debe a las corrientes de convección.
4.1.- Corrientes de convección.
La convección es un movimiento de
las capas de aire debido a que entre dos puntos distintos de estas capas existe
un gradiente (diferencia) de Tª, de humedad o de presión.
4.1.1.-
Convección térmica.
Se
debe al contraste de temperaturas entre las capas inferiores de la atmósfera en
contacto con el suelo, el cual irradia calor, con la parte superior de la
atmósfera, más fría. El aire caliente tiende a elevarse, mientras que el aire
frío es más denso y pesado, por lo que tiende a descender.
4.1.2.-
Convección por humedad.
Se
debe al vapor de agua presente en la atmósfera. Si hay mucho vapor de agua, el
aire es poco denso y se eleva; si hay poco vapor de agua, el aire es seco, más
denso y pesado, con lo que descenderá.
Existen dos parámetros para medir la
humedad del aire:
a)
Humedad absoluta: es la
cantidad de vapor de agua presente en un volumen de aire. Se mide en g/m3.
b)
Humedad relativa: es la
cantidad de vapor de agua, medida en tantos por ciento, presente en un volumen
de 1 m3
de aire, en relación con la máxima cantidad que podría contener (el 100%) a una
temperatura determinada (fija).
P.ej.-
si decimos que la humedad relativa es de un 25%, queremos expresar que a una
determinada Tª (por ejemplo, 24
ºC ) el aire podría contener 4 veces más vapor del que
contiene.
4.1.3.-
Convección por presión.
La
presión
atmosférica es el peso que ejerce una columna de aire sobre la
superficie terrestre. Se mide en atmósferas (Atm). La presión a nivel del mar
en condiciones normales es de 1 atm = 760 mm Hg = 1.013,3
milibares.
La presión en un punto geográfico
varía con la T ª y
la humedad del aire.
Los movimientos por convección se
producen desde zonas de mayor presión a zonas de menor presión. Las isobaras son líneas concéntricas que
marcan los puntos geográficos con la misma presión.
Un anticiclón se produce cuando nos
encontramos con una zona de alta presión A rodeada por isobaras con presiones
descendentes. Esto ocurre porque el aire frío, más denso y pesado, desciende
hacia el suelo, y en la zona del suelo se acumula mucho aire, produciéndose una
gran presión, por lo que el viento tiende a salir hacia el exterior.
Una borrasca o ciclón se
produce cuando nos encontramos con una zona B de baja presión rodeada de
isobaras cuyos valores aumentan del centro hacia el exterior. En este caso, el
aire cálido y húmedo (poco denso y ligero) en contacto con la superficie
terrestre, se eleva por convección, y el vacío creado es ocupado por el aire
frío de los alrededores.
4.1.4.-
Frentes.
Las características de una masa de
aire vienen dadas por su lugar de origen. Hay dos tipos principales de masas de
aire: aires polares (fríos) y aires tropicales (cálidos). Si se forman sobre
los continentes serán secas, y si se forman sobre los océanos serán húmedas.
Una vez formadas, las masas de aire tienden a desplazarse. El choque entre dos
masas de aire de distinto origen (frío y seco à
anticiclón continental, con otra húmeda, templada e inestable) origina un
frente.
La superficie de contacto entre
ambas masas de aire es siempre inclinada, porque el aire frío pesa más y tiende
a formar una cuña bajo la masa de aire cálido. En esta superficie se forman
ondas, y cada una originará una borrasca. También hay ascensiones de aire que
producen nubes y precipitaciones.
4.2.- Gradientes verticales.
Llamamos gradiente vertical a la
diferencia de temperatura entre dos puntos situados a una diferencia de altitud
de 100 metros .
Existen distintos tipos de gradiente:
4.2.1.-
GVT (Gradiente Vertical de Temperatura).
Representa
la variación vertical en la temperatura del aire en condiciones estáticas o de
reposo. Suele ser de 0,65 ºC/100 m
(por cada 
La inversión térmica (*) es lo contrario; es el espacio aéreo en el cual la temperatura aumenta con la altura en lugar de disminuir; en este caso el GVT será negativo. Las inversiones térmicas impiden los movimientos verticales del aire.
4.2.2.-
GAS (Gradiente Adiabático Seco).
Es un gradiente dinámico que afecta
a una masa de aire que asciende por estar en desequilibrio de temperatura o de
vapor de agua con las masas de aire que la rodean. La masa ascendente se
considera como un sistema aislado o adiabático que no intercambia calor con el
aire circundante (sería como un ascensor de subida y bajada). Su temperatura
interna varía siempre a razón de 1
ºC/100 m. En el exterior el aire no se mueve (es estático) y su Tª varía en
función del GVT.
Se le
llama “seco” porque lleva el agua en forma de vapor.
4.2.3.-
GAH (Gradiente Adiabático Saturado).
En el momento en que la masa
ascendente alcanza el punto de rocío, se condensa el vapor de agua y se forman
las nubes. En la condensación se libera el calor latente, por lo que el GAS
será menor de 1 ºC/100 m, aproximadamente será 0,3-0,6 ºC
/100 m.
La masa sigue ascendiendo, pero con
un gradiente rebajado que se llama GAH (Gradiente Adiabático Saturado), que
aumentará hasta que todo el vapor de agua se haya condensado; entonces su Tª
interna volverá a variar 1 ºC
/100 m.
4.3.- Condiciones
de inestabilidad y estabilidad.
4.3.1.-
Condiciones de inestabilidad
(Borrascas).
Se denominan así a las condiciones
atmosféricas que se dan cuando existen movimientos ascendentes (de convección)
de una masa de aire cuya Tª interior varía conforme al GAS (1 ºC/100m) en el
seno de una masa aérea estática cuyas variaciones térmicas se corresponden con
el GVT (centro de bajas presiones, < 1014 mb).
Para
que el ascenso sea posible, debe cumplirse que GVT > GAS, es decir, que
el aire exterior se enfríe más rápido que el interior.
Al
representarlo gráficamente, la línea que representa el GVT está a la izquierda de la línea que representa el
GAS.
Al
existir movimientos verticales, el aire ascendente formará una borrasca en
superficie que dará lugar a un viento que converge desde el exterior hacia el
interior de la misma. Esta situación de borrasca no quiere decir que vaya a
llover, pero si la masa de aire ascendente contiene suficiente cantidad de
vapor de agua, se puede condensar y formar nubes tan enormes que provoquen
precipitaciones.
Las
condiciones de inestabilidad atmosférica son propicias para la eliminación de
la contaminación, pues el aire ascendente provoca la elevación y dispersión de
la misma.
4.3.2.-
Condiciones de estabilidad
(Anticiclones).
Es una situación inversa a la
anterior, pues la propicia el descenso hacia la superficie de una masa de aire
frío y denso que se encuentra a una determinada altura. El hundimiento genera
un aumento de la presión atmosférica en la zona debido al aplastamiento contra
el suelo (centro de altas presiones, > 1014 mb). Se generan unos vientos que
parten desde el centro hacia fuera (divergentes) impidiendo la entrada de
precipitaciones, con lo que el tiempo será seco y podremos afirmar con
seguridad que no lloverá. Hay dos tipos de situaciones de estabilidad:
a)
Que el
GVT sea positivo y menor que el GAS (0 < GVT < 1).
Es una situación de estabilidad atmosférica en
la que no se dan movimientos verticales, por enfriarse más rápidamente la masa
ascendente que el aire del exterior. Al representarlo gráficamente, la línea
que representa el GVT está a la derecha de la línea que representa el
GAS.
b)
Que el
GVT sea negativo (GVT < 0).
En este caso nos encontramos con un fenómeno de
inversión térmica que forma nubes a ras del suelo (niebla), y que atrapa la
contaminación por subsidencia o aplastamiento contra el suelo.
Las altas presiones o anticiclones
invernales están asociados a un descenso del
gradiente
de Tª y a la formación de inversiones térmicas, apareciendo niebla y heladas.
5.- DINÁMICA ATMOSFÉRICA HORIZONTAL.
La
irradiación solar es mucho mayor en el ecuador que en los polos, por lo que de
no existir la atmósfera y la hidrosfera, la diferencia de Tª entre ambas zonas
sería extremadamente grande. Sin embargo, la presencia de las masas fluidas
hace posible el transporte de calor necesario para amortiguar dichas
diferencias. Dicho transporte se realiza desde las zonas de superávit hacia las
zonas de déficit gracias a la acción de los vientos y de las corrientes
oceánicas.
5.1.- Desviación
del viento. Efecto de Coriolis y de las masas continentales.
La circulación atmosférica horizontal
la lleva a cabo el viento, que si es superficial sopla desde los anticiclones a
las borrascas, mientras que si es viento de altura lo hace en sentido contrario.
En todo caso, su trayectoria no suele ser rectilínea. Veamos por qué.
En
el supuesto de que el planeta estuviera inmóvil en el espacio y que su superficie
fuese uniforme, el aire se calentaría fuertemente en el ecuador, se dilataría y
elevaría, siendo reemplazado por el aire más frío y denso procedente de los
polos. El aire circularía rumbo N-S a nivel del suelo siguiendo los meridianos.
Pero la realidad es que la Tierra rota en sentido antihorario y a distinta velocidad según la latitud (la
máxima circunferencia de la
Tierra está en el ecuador, por lo que los puntos situados en
él son los que se mueven a mayor velocidad). Al girar, la masa gaseosa de los
polos va quedando rezagada respecto al suelo, que va cada vez más deprisa,
desviándose esa masa gaseosa (aire) hacia la derecha (en el H. Norte).
Si
la masa gaseosa o un móvil se sitúan en el ecuador, como la Tierra va cada vez más
despacio, se adelanta a la rotación y se desvía también hacia la derecha,
siempre y cuando esté en el hemisferio Norte. En el hemisferio Sur ocurre lo
contrario: la desviación es hacia la izquierda. En esto consiste el efecto de Coriolis, que varía de forma
que es máximo en los polos y nulo en el ecuador.
Las
masas continentales impiden el
transporte de calor porque frenan los vientos y las corrientes. Además, las
diferencias de temperatura son muy acusadas, más que en los océanos. En los
continentes de latitudes medias y altas, el fuerte enfriamiento invernal hace
que el aire esté muy frío y se originen anticiclones continentales con
situaciones estables que impulsan los vientos hacia el exterior, impidiendo la
afluencia de lluvias, favoreciendo heladas y nieblas.
5.2.- Circulación
general de la atmósfera.
En las zonas ecuatoriales el
calentamiento es intenso debido a que los rayos solares inciden verticalmente.
Debido a ello, el aire caliente en contacto con la superficie terrestre tenderá
a ascender, dando lugar a borrascas ecuatoriales (B).
En las zonas polares, las bajas Tªs
van a provocar el aplastamiento del aire frío contra el suelo y el asentamiento
de un anticiclón polar (A) permanente sobre ellas.
Teóricamente, el viento que sopla en
la superficie del planeta tenderá a recorrer el globo terrestre desde los
anticiclones polares hasta las borrascas ecuatoriales, mientras que el de las
capas altas de la atmósfera tenderá a hacerlo en sentido inverso. Entonces se
formarían dos células convectivas en cada hemisferio.
Sin embargo, la fuerza de Coriolis
va a desviar las masas de aire hacia la derecha en el hemisferio Norte, y hacia
la izquierda en el hemisferio Sur, provocando que en realidad existan tres
células convectivas en cada hemisferio:
- Célula de Hadley.
Desde el ecuador hasta los 30º de latitud. En esta zona los rayos solares
inciden muy verticales y el aire cálido de las borrascas ecuatoriales va a
ascender hacia la tropopausa, desde donde se dirige hacia ambos polos. La
fuerza de Coriolis va a desviar este aire, y al llegar a los 30º de
latitud N o S, la desviación es tan grande que la célula se fragmenta:
parte del aire sigue su camino hacia los polos, pero la mayoría desciende
de nuevo hacia el ecuador, originando anticiclones
subtropicales que cuando se asientan
sobre continentes dan lugar a desiertos. Esta célula se cierra debido a los vientos alisios, vientos
superficiales que soplan (del NE en el hemisferio Norte, del SE en el
Hemisferio Sur) desde los anticiclones subtropicales hacia el ecuador, donde
convergen los de ambos hemisferios, originando la ZCIT (Zona
de Convergencia Intertropical).
- Célula de Ferrel.
Situada entre los 30º y los 60º de latitud. Se forma por la acción de los
vientos superficiales del oeste o Westerlies
(del SO en el hemisferio N y del NO en el S) que soplan desde los
anticiclones desérticos hasta las zonas de las borrascas polares.
- Célula Polar.
Se sitúa entre los 60º de latitud y los Polos. El viento superficial que
parte de los anticiclones polares, llamado levante polar, (del NE en el
hemisferio N y del SE en el S) sólo desciende hasta los 60º de latitud,
pues después se vuelve a elevar, formando borrascas subpolares,
que afectan a España en invierno.
- 6.- HIDROSFERA. DINÁMICA OCEÁNICA. CORRIENTES OCEÁNICAS.
El 97,3% de la hidrosfera lo constituyen los océanos, el 2,3% restante lo forman los ríos, glaciares, aguas subterráneas, y sólo una pequeña parte está en la atmósfera, en el suelo o formando parte de la materia viva.El agua se mueve por los sistemas terrestres conformando el ciclo del agua.En este apartado estudiaremos el agua oceánica debido a su abundancia (ocupa las ¾ partes de la superficie terrestre), a su gran poder calorífico y a las corrientes que se originan en ella, pues constituyen un mecanismo de transporte de calor más eficaz que la atmósfera, por lo que su papel sobre el clima es muy importante.6.1.- La hidrosfera como regulador térmico.La hidrosfera actúa como regulador térmico porque, gracias al elevado calor específico del agua, puede absorber y almacenar durante más tiempo la energía calorífica. Así, los océanos se calientan y enfrían más lentamente que los continentes, por lo que a la misma latitud, los lugares situados junto al mar tendrán menor variación de Tªs que los alejados del mar.
Por otra parte, debido a la acción de las brisas marinas, las zonas limítrofes a la costa poseen aún una menor amplitud térmica (menor variación de Tªs). Por el día, la tierra está más caliente que el mar (debido al mayor calor específico del agua), luego el aire que hay encima de él tiene menor presión que el aire que hay sobre el mar. Así, el aire sopla del mar a la tierra (brisa marina). Lo contrario ocurre durante la noche, pues la tierra se enfría más deprisa que el mar, con lo cual sobre ella hay una masa de aire frío que tiende a descender (brisa terrestre). - 6.2.- Corrientes oceánicas.Las corrientes oceánicas son flujos de masas de agua de componente horizontal. Tienen una gran importancia en el proceso de redistribución del calor en la Tierra. Las corrientes se producen por dos tipos de causas:a) Vientos superficiales permanentes. Los movimientos generados por los vientos son desviados también por las fuerzas de Coriolis.b) Diferencias de densidad entre masas de agua que están en contacto. Tales diferencias se pueden deber a diferencias de temperatura o de salinidad.Las aguas de la superficie del océano son movidas por los vientos dominantes y se forman unas gigantescas corrientes superficiales en forma de remolinos.El giro de la Tierra hacia el Este influye también en las corrientes marinas, porque tiende a acumular el agua contra las costas situadas al oeste de los océanos, como cuando movemos un recipiente con agua en una dirección y el agua sufre un cierto retraso en el movimiento y se levanta contra la pared de atrás del recipiente. Así se explica, según algunas teorías, que las corrientes más intensas como las del Golfo en el Atlántico y la de Kuroshio en el Pacífico se localicen en esas zonas.Este mismo efecto del giro deEn los océanos hay también, corrientes profundas o termohalinas en la masa de agua situada por debajo de la termoclina. En estas el agua se desplaza por las diferencias de densidad. Las aguas más frías o con más salinidad son más densas y tienden a hundirse, mientras que las aguas algo más cálidas o menos salinas tienden a ascender. De esta forma se generan corrientes verticales unidas por desplazamientos horizontales para reemplazar el agua movida. En algunas zonas las corrientes profundas coinciden con las superficiales, mientras en otras van en contracorriente.Las corrientes oceánicas trasladan grandes cantidades de calor de las zonas ecuatoriales a las polares. Unidas a las corrientes atmosféricas son las responsables de que las diferencias térmicas enLas principales corrientes que se pueden identificar en la Tierra son las siguientes:I. Contracorriente ecuatorial. Se produce entre las corrientes norte y sur ecuatoriales y tiene sentido inverso a ellas (O-E).Para estudiar el movimiento de las corrientes superficiales hay que tener en cuenta:a. Giros subtropicales. Centrados en torno a 25º-30º de latitud N y S, son el resultado de los vientos dominantes del NE o alisios y del SO o westerlies, en conjunción con las fuerzas de Coriolis que desvían la trayectoria de los fluidos, provocando un giro.b. Deriva del viento del Oeste. En latitudes medias (30º-45º en HN y 30º-70º en S) dominan los vientos del oeste, lo que pone en movimiento al agua en sentido E.II. Corrientes cálidas o Corrientes norte y sur ecuatoriales Las corrientes norte y sur ecuatoriales en dirección E-O movidas por los vientos alisios chocan contra los continentes en el borde occidental del océano y como consecuencia viran hacia los polos (debido a los giros subtropicales), formando corrientes cálidas paralelas a la costa. A la vez arrastran las nubes y las precipitaciones hacia el oeste, originando aridez en el margen continental que abandonan al este. Ej.- corriente de Florida en Norteamérica y la corriente de Kuroshio en Japón.III. Corrientes frías. Las masas de agua del apartado anterior al llegar a las latitudes medias, movidas por la deriva del viento del oeste, también chocan contra los continentes, esta vez en el borde oriental de los océanos. Ello provoca su desvío por un lado hacia el N llevando calor y suavizando su clima Ej. Corriente del Golfo ; y por otro lado hacia el S paralelas a la costa, dando lugar a corrientes frías que transportan agua de latitudes altas a otras más bajas. Ej.- corriente de Humboldt, corriente de Bengala, corriente de Canarias.IV. Corrientes frías del polo norte. Desde el polo Norte, el agua tiende a fluir hacia el sur movidas por el levante polar. Sin embargo, ese flujo desde el polo Norte tropieza con las barreras de los continentes (Canadá, Groenlandia, Eurasia), teniendo que encajarse en tres estrechos y dando lugar a tres corrientes: la de Kamchatka, la del Labrador y la de Groenlandia. La corriente del Labrador hace que la corriente del Golfo, que trae aguas cálidas desde latitudes más bajas, se desvíe hacia el este y afecte a la costa norte de Europa.V. Corriente circumpolar antártica. A 60º de latitud Sur, y debido al viento del oeste se produce esta corriente que fluye de oeste a este en sentido antihorario. Como No se encuentra masas continentales y en los polos el efecto Coriolis es máximo esta corriente NO se desvía y fluye como un cinturón. El levante polar en el polo Sur no desplaza agua puesto que está congelada.
6.3.- El océano
global.
Es el conjunto formado por todos los
mares y océanos terrestres. Su estudio es importante porque influye sobre el
clima, ya que:
v Es un
importante almacén de CO2.
v Es un
medio de transporte del calor muy eficaz.
v Es el
productor de la nubosidad.
Dos
fenómenos que ponen de manifiesto el papel del océano global en el clima son:
6.3.1.-
La cinta transportadora oceánica.
Es
un río de agua que recorre la mayoría de los océanos. La mitad de su
trayectoria la recorre en forma de corriente profunda, por su mayor densidad, y
la segunda mitad la recorre como corriente superficial, modificada por los
vientos.
El inicio de la circulación se sitúa
en Groenlandia, donde el agua, salada, fría, y por tanto, muy densa, se hunde,
circulando por el fondo del océano Atlántico hasta el sur, donde entra en
contacto con el océano Antártico y asciende, retornando parte a su lugar de
origen. El resto se sumerge de nuevo debido al frío, y discurre por el fondo
del océano Índico, donde una parte asciende y otra llega hasta el Pacífico,
donde definitivamente asciende y se calienta.
Posteriormente realiza el recorrido
al revés como corriente superficial, arrastrando aguas cálidas y nubes formadas
en los océanos cálidos, originando lluvias a su paso y elevando las
temperaturas de las costas a las que baña (atlánticas norte-europeas).
6.3.2.-
El fenómeno del Niño.
Se
llama así a una fluctuación acoplada entre la atmósfera y el océano Pacífico
austral. Hay tres situaciones posibles:
El
Niño Neutro: No se produce ni el Niño , ni
la Niña. Los vientos alisios, que soplan de este a oeste, empujan hacia el
oeste el agua superficial del Pacífico sur, creando un vacío en la zona este,
junto a las costas de Perú y Ecuador. Este descenso del nivel del mar produce
un efecto de succión que da lugar a un afloramiento de agua profunda y rica en
nutrientes procedentes del fondo, lo que fertiliza el fitoplancton y hace que
la pesca aumente.
El
Niño: Se debe a un excesivo
calentamiento superficial de las aguas del Pacífico oriental junto a las costas
de Perú. Ocurre cada 3-5 años en la época de Navidad(Niño Dios). Suele durar 9-12 meses.
Se
produce cuando los vientos alisios amainan y no arrastran el agua de la
superficie hacia el oeste. El agua superficial se caldea y se forma una
borrasca, quedándose las nubes en la zona central del Pacífico y junto a la
costa de Perú, que en condiciones normales es árida. No se produce el
afloramiento y la riqueza pesquera decae.
No
se conoce la cáusa , pero se cree que puede ser producto del calentamiento
climático, o al aumento de actividad volcánica en las dorsales oceánicas.
La
Niña:
Se
puede pronosticar El Niño o La Niña con 2-7 años de antelación, para ello
cuentan con diversos instrumentos de vigilancia instalados en satélites y sobre
buques o boyas situados en el océano pacífico.
Se ignoran las
causas que producen este fenómeno; se opina que es debido al calentamiento del
planeta, o a la actividad de las dorsales oceánicas que elevan la Tª del agua
del océano. Se ha comprobado que “El Niño” influye notablemente en el clima de
zonas de América, Australia, África y Asia. Según algunos estudios también
tiene una responsabilidad importante en las inundaciones que periódicamente
ocurren en la Península Ibérica.
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